Bloque I

Bloque I. Fundamentos sobre deformacin y comportamiento mecnico de las rocas.Tema 1. Fuerza y esfuerzo.Las fuerzas que actan sobre un cuerpo son de dos tipos: Masivas o de volumen: surgen en el seno del material y son proporcionales a la masa del cuerpo. Se miden en unidad de fuerza/volumen. Ej: gravedad, centrifuga. Superficie o esfuerzo: son las fuerzas que actan en la superficie del cuerpo. Se miden en fuerza por unidad de superficie.( = dF/dSSe puede descomponer en dos: Esfuerzo normal (1): esfuerzo perpendicular a la superficie. Puede ser de traccin (-) o de compresin (+). Esfuerzo de cizalla (1): es un esfuerzo paralelo a la superficie.El esfuerzo normal se descompone en las tres direcciones del espacio: (1 > (2 > (3

Cuando los tres esfuerzos son iguales nos da una esfera, pero lo usual es un elipsoide de esfuerzos.Al someter la roca a diferentes esfuerzos obtenemos diferentes crculos de Mohr.El esfuerzo de cizalla mximo se produce es 45 (en realidad nunca se llega a 45)(cuando

~~~ ngulo de rozamiento de la roca.Al unir todos los puntos de rotura (R) determinamos el dominio estable y el dominio inestable. La formula de la lnea es: ( (= 0 tg (+

(Segn aumentamos 1 y (3 el ngulo de fractura es mayor, aproximndose a 90.Diferentes tipos de curvas intrnsecas.

El aumento de presin de los fluidos de impregnacin puede provocar la rotura por desplazamiento del crculo de Mohr.

Trayectorias de esfuerzos.Son las lneas ortogonales que representan las direcciones de los esfuerzos principales.Puntos istropos.Son aquellos en los que los esfuerzos principales tienen igual valor, pueden ser positivos (cuando hay entrelazamiento de las trayectorias)y negativos (cuando no).Pto. istropo positivo Pto. istropo negativoTema 2. Estado de deformacin de las rocas.DeformacinEs el desplazamiento a nuevas posiciones de las partculas que constituyen una masa rocosa al estar sometido a esfuerzos.Tipos de deformacin: Traslacin global en masa. Traslacin Rotacin. deformacin interna. Dilatacin o compresin. Distorsin.Trayectoria real (T. R.): Es la lnea que une todas las posiciones por las que ha ido pasando la partcula durante la deformacin.

Vector desplazamiento (V. D.): Es el vector que describe el desplazamiento de la partcula desde el estado no deformado, al estado deformado.Campo de desplazamiento: Conjunto de vectores desplazamiento.Gradiente de desplazamiento: Es la manera en que los vectores de desplazamiento varan de un punto a otro en un cuerpo deformado.Deformacin homognea.El gradiente de desplazamiento es constante.Se caracteriza por: Las lneas rectas permanecen rectas, hasta despus de la deformacin. Las lneas paralelas se mantienen paralelas. Todas las lneas con la misma direccin poseen e, , , iguales.

Deformacin heterognea.El gradiente de desplazamiento no es constante.Se caracteriza por: Las lneas rectas se convierten en cuervas. Las lneas paralelas pierden su paralelismo. Para cualquier lnea los valores de e, , , son diferentes.

e: Extensin. e = l1 l2 / l0 l1: Longitud final. l2: Longitud inicial.: Elongacin cuadrtica. = (l1 / l0)2 = (1 + e)2El cuadrado de la longitud final de una lnea de dimensin original la unidad.: deformacin angular por cizalla.Angulo de desviacin de dos lneas que formen un ngulo recto.: deformacin por cizalla. tg Tipos de cizalla Pura: Las partculas se desplazan paralelas a los ejes por que los esfuerzos estn contenidos en el mismo eje pero tienen sentidos opuestos. No es una deformacin rotacional.

Simple: Presenta rotacin interna y dos esfuerzos de sentidos opuestos no contenidos en el mismo eje (creando un par de fuerzas).Tema 3. Comportamiento mecnico de las rocas sometidas a campos de esfuerzos.Variacin de la deformacin en funcin de la temperatura.A mayor temperatura, mas dctil y menos frgil es la roca lo que nos indica que a mayor temperatura menos esfuerzo de deformacin.Esto es muy dependiente del tipo de la roca.Variacin de la deformacin en funcin de la presin (confinante).A mayor presin, mayor ductilidad. La presin hidrosttica (presin de fluidos, poros de las rocas...) hace que la roca se haga mas frgil.Curvas de Esfuerzo - deformacin D. Elstico: si aplicamos un esfuerzo se produce una deformacin que es elstica, si al dejar de aplicar el esfuerzo, el objeto vuelve a su forma original. D. Plstica: al dejar de aplicar el esfuerzo el objeto no recupera su forma original. P: punto de inflexin de la curva.Ms all de un cierto lmite se produce la rotura. Decimos que una roca es frgil o competente cuando la deformacin previa a la rotura es dbil. Ej: Cuarcita.Una roca es dctil o incompetente cuando la deformacin previa a la rotura es importante. Ej: Pizarras.Bloque II. deformacin frgil.Tema 4. Fallas: nomenclatura, clasificacin y conceptos bsicos.Fractura: toda rotura en la superficie terrestre. Hay dos tipos: Fallas: son fracturas en las que se produce desplazamiento de las masas rocosas situadas a ambos lados de la misma. Diaclasas: son fracturas que no sufren desplazamiento.Modelos tericos de la formacin de fallas.Se observa de forma experimental que las fracturas producidas forman un ngulo menor a 45 con el esfuerzo principal. Los esfuerzos compresivos provocan fracturas de cizalla y de tensin. Esto es observable a escala de la corteza terrestre y de lmina delgada (a todas las escalas).

clasificacin segn Anderson. Fallas normales.

Se producen como consecuencia de una distensin. Fallas inversas.Son consecuencia de esfuerzos compresivos provocando un acortamiento.

Fallas en direccin. Movimiento dextrgiro: en el sentido de las agujas del reloj. Movimiento sinistral: en sentido contrario de las agujas del reloj.Clasificacin segn Roches.Llego a la conclusin de que el modelo de Anderson se cumpla pero que se producan dos familias de planos en la falla.Cuando hay una falla principal se genera una de 2 orden con un ngulo comprendido entre 15 y 30.Con la tensin la fractura se produce paralelamente al esfuerzo principal.Clases de fallas atendiendo a los esfuerzos que los originan: Cizalla pura: el ngulo que forman entre si los planos esta muy cerca a los 60. Cizalla simple: el ngulo esta mas cerca de los 90.Elementos de una falla. Plano de falla: plano a lo largo del cual se produce el desplazamiento. Espejo de falla: plano pulido, zona brillante. Estras de falla: acanaladuras producidas por granos de cuarzo al desplazarse los bloques del plano de falla. Bloque hundido y bloque levantado: los bloques que se han movido. Roca de falla. Desplazamiento: (fotocopia)Clasificacin de las fallas.1. Tipo de movimiento.Son normales, inversas, en direccin y en tijera (rotacionales).Segn que tipo predomine se llaman de un modo u otro.

2. Desarrollo de la misma.De 1 orden, 2 orden y 3 orden.3. Profundidad. Corticales: cuando acaban dentro de la corteza terrestre. Subcorticales: llegan hasta la astenosfera. Profundas: llegan hasta los 300 km de profundidad. Subprofundas: llegan hasta los 700 km de profundidad.Facturacin dctil y frgil.Cuando una fractura se produce en la superficie terrestre (Cataclasis: ruptura de la roca) produce cataclasitas.Cuando la ruptura se produce a los 15-20 km de profundidad, la roca que se forma esta orientada: Milonitas.

En las fallas superficiales la facturacin depende mucho del material que tengamosConceptosPliegues en arrastre o ganchos de falla: deformacin de las capas provocada por una falla. Son pequeos microplieges. Aparece en fallas directas o inversas. Indican el movimiento de la falla.

Falla sinttica: aquellas con buzamiento paralelo a la falla principal.Falla antittica: aquellas en las que el buzamiento es contrario a la falla principal.Fallas en escaladura o en domino: Se produce rotacin de un boque con respecto al otro

Falla intraformacional: Se forma a la vez que la sedimentacin.Diapiro: masa salina con tendencia a ascender. Produce grietas de tensin paralelas a los esfuerzos de cizalla formando ngulos de 45.Fallas en retardo: falla inversa con retraso con respecto a las otras que acta como una falla normal.Fallas listicas: en superficie tienen el buzamiento de falla con gran ngulo y en profundidad tienden a la horizontalidad.Tema 5 y 6. Fallas normales e inversas.Falla normalSon aquellas en las que el buzamiento de falla miera hacia el labio hundido. Se producen dentro de un campo distensivo de esfuerzos y siempre implican un alargamiento de la serie. Sus buzamientos ms normales estn comprendidos entre los 40 y 70. El buzamiento puede variar en profundidad hacindose mas tendido (menor) en profundidad. El buzamiento tambin vara segn la litologa. Una falla normal puede pasar a un cabalgamiento. Las fallas normales amenudo aparecen en el techo de un diapiro. El desarrollo de una falla inversa puede generar una falla normal, porque los esfuerzos compresivos dan ligar a esfuerzos compresivos locales (cuencas pull-apart). Grandes fallas normales dan lugar a los rifts.Fallas inversas.Pueden ser de gran ngulo (>60) y de bajo ngulo ( to ~~~ 1a), (tg = to ~~~ 1b) y (tg < to ~~~ 1c).En la clase: 1a ~~~ t = t/t0 ~~~ t > 1 1b ~~~ t = 1 1c ~~~ t < 1

Clase 2: la curvatura del arco exterior es igual a la del arco interior.Isgonas paralelas. Tg > to y tg tg = 0.Clase 3: la curvatura del arco exterior es mayor que la curvatura del arco interior.Isgonas divergentes. Tg < to y tg < 1

T = t / toKnick-bandsEstructuras originadas en rocas con foliacin que se definen como zonas de plegamiento tabular resultante del funcionamiento de una pareja de cizallas. Son pequeos (cm-dm). Cuando presentan un desarrollo muy intenso dan lugar a pliegues en acorden. Se dan en ambientes frgiles o muy frgiles. Se pueden producir por distensin, pero suelen deberse a un acortamiento general. Pueden ser: Simples: solo una cizalla. Conjugados: forman un determinado ngulo entre ellos.

Vergencia de un pliegue.Sentido contrario al buzamiento del plano axial.Asociaciones de pliegues.Cuando un conjunto de pliegues, en general, describen una antiforma se le denomina anticlinario y si describen una sinforma se le denomina sinclinario. Son estructuras de grandes dimensiones.

Hay dos estilos: Eyectivos: grandes sinclinales y pequeos anticlinales. Deyectivo: pequeos sinclinales y grandes anticlinales.

Los pliegues pueden ser: Normales. En escalera o relevo. En ramificacin o dicotmicos. En virgacin: varias ramas convergentes (escala regional). En rodilla: Ej: La rodilla Asturiana. No confundir con un pliegue en forma de rodilla. Tienen una escala regional.Clasificacin gentica.Plegamientos concntricos: (isopaco, paralelo, flexo-deslizamiento). Se produce una flexin de las capas y deslizamiento de los estratos. Las capas son paralelas e isopacas. Se produce en niveles superiores de la corteza (porque la ductilidad no es grande). Se produce por: Deformacin del flanco: el flanco sufre la mayor parte de la deformacin al contrario que la charnela. Se producen fracturas a lo largo del plano de estratificacin y grietas de distensin en los flancos. Deformacin de charnela: en la parte exterior de la charnela se generan fracturas extensivas. (lnea neutra del pliegue: lnea de puntos de un pliegue que no sufre esfuerzos, extensiones o distensiones.)Pliegues secundarios o parsitos: Se dan en capas incompetentes situadas entre capas competentes. Son plegados diferentes debido a la diferente viscosidad, a esto se le llama disarmonia. Cuando hay una alternancia de litologas se pueden formar micropliegues de arrastre por marcas de cizalla. Estos micropliegues pueden ser en Z o en S segn estn en un flanco o en otro y nos indican donde esta la charnela del pliegue.

Plegamiento de flexofluencia (o aplanamiento): Cuando la intensidad del plegamiento es mayor pasamos a este tipo de plegamiento. Tiene lugar cuando el acortamiento es del orden del 36% (experimentalmente). Cuando hay varias capas con diferente viscosidad (), se desarrolla una longitud de onda (w) determinada en funcin de esa viscosidad.

-

Wd: Longitud de onda dominante.- T: potencia del estrato.- 1 y 2: distintas viscosidades.Entonces:Siempre que 1 = 2 ~~~ Wd = 3.64tLa longitud de onda es independiente del esfuerzo y de la velocidad de deformacin siempre que esta no sea muy grande.La longitud de onda es directamente proporcional al espesor.Wd / t / 2Ahora nos acercamos a valores de 36% de acortamiento que es cuando se produce este tipo de pliegue.t: es el mismo en todas partes. a: acortamiento. 2t: longitud de la circunferencia externa.

2t ~~~ a100 ~~~ xx = 100 (2t 4t) / 2tx = 36% ~~~ Situacin limite.Superando el 36% se pasa del plegamiento isopaco al anisopaco (flexofluencia o aplanamiento.Forma amplios anticlinales y estrechos sinclinales.Esquistosidad.Es la ordenacin mineralogica en determinados planos por la accin de los esfuerzos (plegamientos a altas presiones).La esquistosidad es paralela a los flancos del pliegue, pero corta las charnelas

Tipos de esquistosidad. Esquistosidad de carga: aparecen asociados a los pliegues de flexofluencia, la arcilla al sufrir presin adquiere una cierta orientacin. Esquistosidad de flujo del plano axial: se da en ambientes ms profundos (5-6 Km en zonas orognicas). Los minerales se orientan paralelamente al plano axial de los pliegues como consecuencia de procesos tectnicos. Esquistosidad de credulacin: se debe a la esquistosidad de una segunda fase de plegamiento (S2). Se llama de credulacin cuando existe una 2 esquistosidad que modifica la anterior, pero que la mantiene visible. Si borra la anterior esquistosidad es esquistosidad de flujo del plano axial.

Esquistosidad de fractura: red de planos de fractura con minerales orientados pero menos intensa que la esquistosidad de flujo Esquistosidad en lapicero: interaccin entre varias esquistosidades. Se suele romper en rombos. Esquistosidad en abanico: tendencia de las charnelas a formar abanicos.A veces en las charnelas anticlinales, siempre que no haya replegamiento posterior, la esquistosidad no es paralela a los flancos del pliegue. Cuando el buzamiento de la esquistosidad es mayor que el de la estratificacin sabemos que es una serie normal, y si es menor sabemos que es una serie invertida.El desarrollo de la esquistosidad depende mucho de la litologa. Hay rocas transparentes a la esquistosidad, es decir, que en ellas no se desarrolla la esquistosidad, pero si en los niveles que estn por encima y por debajoOtras estructuras asociadas a los pliegues de flexofluencia. Boudinage: es un arrosariamiento de los flancos de los pliegues como consecuencia de un estiramiento. Cuando los trozos no llegan a separarse se habla de pinch and swell. Si los boudinage tienen forma cuadrada se le llama boudinage en tableta de chocolate.Asociados al desarrollo de los boudinage aparecen recrecimientos de cuarzo.

Scar-fold (pliegues cicatriz): aparecen por encima de los boudinage. Mullons: pueden ser de plegamiento o de esquistosidad, se forman en las charnelas de los pliegues por replegamiento. Son asociaciones de anticlinales y sinclinales estrechos. Son estructuras pequeas. Suelen producirse cuando la esquistosidad es muy penetrante.

Plegamiento similar: pliegue que se produce como consecuencia del desplazamiento de los estratos a lo largo de la lnea de cizalla. No implica acortamiento de la serie. Es raro en la naturaleza.Una de las cosas que ms influye en los pliegues es el contraste de ductilidad. Plegamiento de flujo: se produce cuando los materiales estn prximos al punto de fusin o cuando la plasticidad de las rocas es muy alta. Podemos encontrar este tipo de plegamiento cuando la sal (NaCl) asciende en un diapiro. Plegamiento superpuesto (figuras de interferencia): tiene lugar cuando hay varias fases de plegamiento, es decir, cuando un pliegue es replegadoEl que mejor los clasifica es Ramsey, que utiliza dos ngulos: Angulo : formado por las charnelas de dos pliegues consecutivos. Angulo : formado por el polo de un plano axial y el plano axial de 2 pliegue.Dentro de los pliegues superpuestos hay tres clases: Clase 1: se caracteriza porque 0 y > 70. Si interfieren dos anticlinales da lugar a estructuras en forma de domo.Si interfieren dos sinclinales da lugar a estructuras en forma de cubetas.Si interfieren un anticlinal y un sinclinal da lugar a estructuras en forma de silla de montar.

Cuando hay interferencia de varios de estos pliegues se forma un paisaje en cesta o caja de huevos. Clase 2: se caracteriza porque > 20 y < 70. En funcin de la profundidad del nivel en que se unen tenemos diferentes estructuras:Circulares: son los ms superficiales.Intermedios: en forma de media luna.Profundas: en forma de seta.

Clase 3: se caracteriza porque tiende a 0 y < 70.Se denominan pliegues recurrentes replegados y dan lugar a estructuras en forma de percha.Tema 13. Zonas de cizallamiento dctil.Manto.Masa rocosa arrastrada sobre un yaciente, con el que anteriormente no tena ninguna relacin.Se produce a favor de una superficie de despegue, que es una falla inversa.Cuando el desplazamiento a lo largo de una falla inversa es del orden de un Km hablamos de manto, si no llega al Km hablamos de cabalgamiento y si es mucho menor de falla inversa.Elementos de un manto. Aloctono: parte superior del manto, anormalmente puesta sobre el autctono. autctono: es la parte rocosa que esta sometida al alctono. Patria: dominio paleogeografico de donde proviene el manto. Raz: lugar exacto del que procede el manto. Ventana tectnica: zona en la que aflora el autctono, que se encuentra totalmente rodeada de alctono. Klipper: porcin de alctono rodeada de autctono. Quedan como cerros testigo. Frente del manto: lugar geomtrico de los puntos mas adelantados del manto. Cepillamiento basal: es el biselamiento de las series del autctono como consecuencia del movimiento del propio manto.

Escamas de arrastre: son virutas de autctono que quedan englobadas en el alctono. Duplicaciones: fracturacin del plano basal por cabalgamiento del manto. Diverticulaciones: desaparicin de parte de las series inferiores por desplazamiento de la parte superior del alctono (que se separa a partir de una superficie de despegue) Tete plongeante: parte frontal con inversin.Clasificacin de los mantos. De plegamiento o tipo alpino: cordilleras formadas por colisin. Helvticos: formados por materiales de cobertera. Ej: Suiza. Pennicos: formados por materiales de basamento. Ej: Alpes. De corrimiento o apalachianos: se producen fundamentalmente por fracturacin; se producen fracturas de bajo ngulo, que en algunos lugares tienen un ngulo mayor, lo que da lugar a fallas listicas. Se producen a lo largo de una falla. Ej: Apalaches. De deslizamiento: aquellos en los que no interviene la tectnica de forma activa y se producen por deslizamiento gravitacional en zonas con pendiente adecuada y material con suficiente plasticidad. Subacuaticos: se les llama slumping y pueden ser de dos tipos: olistolitos (son capas del alctono deslizadas y enterradas en el autctono mientras se produce la sedimentacin de este) y olistostromas ( son un apilamiento de olistolitos sin que haya tiempo a que la sedimentacin los recubra) Areos o epiglisticos: pueden ser en cascada, en petaca o en hoja de deslizamiento. Melanges: brechas de decenas y centenares de Km2 y cuyo espesor es de cientos de metros, que se producen como consecuencia del avance del manto. Asociadas a rocas volcnicas. Es la sedimentacin que se produce en el prisma de acrecin de una zona de subduccin.Tema 14. Estructuras intrusivas y extrusivas.Diapirismo.En el sentido amplio es el proceso mediante el cual materiales terrestres profundos se abren paso hacia niveles ms someros (superficiales). En sentido estricto es el emplazamiento a baja temperatura de rocas generalmente ms sedimentarias. Cuando se habla de diapirismo se suele hablar de rocas evaporiticas, que se caracterizan por su gran plasticidad y por su baja densidad. Ha habido fenmenos diapiricos desde el Cambrico hasta la actualidad.Mecanismos del diapirismo.

Por empuje tangencial: empuje vertical de sedimentos plsticos como consecuencia de otros esfuerzos.Por gravedad: a temperaturas mayores de 200C la sal pasa a ser mucho ms plstica.El proceso de diapirismo puede comenzar por: Desigualdades en el techo de formacin. Por carga desigual de las rocas suprayacentes.

La carga desigual se puede producir por un cambio literal en la litologa de las rocas subyacentes (1), que ejerzan una carga diferente. Tambin por distinta erosin de la roca suprayacente (2) o porque exista una falla o un accidente tectnico por el que puedan salir los sedimentos marinos (3).El movimiento de sales es rpido desde el punto de vista geolgico (6 mm/ao). Por la combinacin de ambos.Tipos de estructuras diapiricas.1. Pliegues diapiricos: tienen el ncleo compuesto por materiales infrayacentes menos densos, tienen forma de anticlinal alargado y suelen estar fallados los flancos.Se forman mediante mecanismos: Aglomeracin de sal en la bveda. Compresin de la sal en los flancos del anticlinal. Expansin de la parte superior del diapiro con estiramiento de la bveda anticlinal.2. Escamas diapiricas: formacin de grandes setas unidas o no a la base. Se desarrollan pliegues con los flancos fallados.3. Intrusiones en fallas: material salino a lo largo de una falla.4. Domos: Columna vertical de forma circular que asciende independientemente de los esfuerzos tectnicos. Tienen miles de metros de altura y un dimetro de 1-3 Km. En las zonas perifricas se forman unas zonas de hundimiento y fallas circulares y radiales en la superficie (como consecuencia del ascenso de las sales).5. Glaciares salinos: domos que se producen en pases muy ridos. La sal sale al exterior y no se disuelve por falta de agua por lo que se acumula. Ej: Irn.Importancia econmica de las estructuras diapiricas.Al ser la sal impermeable, son yacimientos de petrleo, tambin se pueden acumular residuos radiactivos de baja actividad al ser la sal opaca a las radiaciones nucleares, al ser tan plstica no se puede usar para residuos radiactivos de larga duracin ya que se mueve.Bloque 5. Ambientes metamrfico, plutnico y volcnico.Tema 15. Ambiente metamrfico.Metamorfismo.Es el proceso de transformacin mineralogica y estructural de las rocas en estado slido, en respuesta a condiciones fsico-qumicas distintas a las del momento de su formacin.Factores de metamorfismo. Temperatura: de 200 a la fusin 800C. Presin: Litostatica De fluidos. Tectnica. Voltiles: CO2 y agua. Proceso esencialmente isoquimico.Tipos de metamorfismo. Regional: se desarrolla en las zonas orognicas, ms o menos sincrnicamente con las fases de plegamiento. Se produce por presin y temperatura en los orogenos de colisin y subduccin. De contacto: se caracteriza por altas temperaturas y bajas presiones. Formados por una intrusin. A partir de una serie silicea, por metamorfismo de contacto, se forman los esquistos mosqueados y los corneados (formados por Cianita, Sillimanita y Andalucita).A partir de una serie calcrea se forman Diopsido, Wollastonita y Tremolita. De impacto: se produce como consecuencia de choques meteoriticos. Las presiones son superiores a 10 giga pascales. Tras el impacto se genera una onda de choque que genera el crter y una zona fuertemente brechificada. En funcin del tamao, los crteres meteoriticos pueden ser: Simples: tienen menos de 4 Km de dimetro, son cavidades mas o menos homogneas. Complejos: tienen mas de 4 Km de dimetro y la zona central mas elevada, como consecuencia de un efecto rebote. Esta elevacin suele ser una dcima parte del dimetro.En este metamorfismo se forman: Vidrios diaplecticos: trozos de cuarzo de forma cnica y estras tpicas. Estisovita: mineral que se forma a 16 giga pascales de presin (600 Km de profundidad) y solo aparece en impactos de meteorito. Dinamometamorfismo: da lugar a milonita y esta asociado a fallas y fracturas por lo que es muy limitado. Hidrotermal o de fondo ocenico: asociado a dorsales ocenicas. A ambos lados del rift se producen una serie de fallas normales, que permiten la penetracin de agua hacia la cmara magmtica, y su expulsin a travs de los hmeros blancos y negros. Da lugar a Basaltos que se transforman en Anfibolitas (Serpentinas).Fascies metamrficas.Rocas caracterizadas por un conjunto definido de minerales formados bajo condiciones determinadas de presin y temperatura. Zonas metamrficas: Epizona: 200-450C. Mesozona: 450-650C. Catazona: 650C-fusin. Grado metamrfico: Muy bajo. Bajo. Medio. Alto.Tema 16. Ambiente plutnico.Tipos de inclusiones plutonicas. Concordantes: las superficies que los limitan son paralelas a los planos estructurales de las rocas en las que se encajan. Sill o filn capa: cuerpo intrusivo con forma de lamina, paralelo a la estratificacin o esquistosidad de las rocas adyacentes. Lacolito: tiene la base plana y el techo convexo y se puede definir como plano-convexo. Es un cuerpo arqueado en forma de domo. Bismalito: es una variedad de lacolito cuyo techo se ha elevado a lo largo de fallas cilndricas. Lopolito: intrusin lenticular de forma suavemente cncava inclinada hacia el centro de la estructura. Sus dimensiones son de decenas o miles de Km de dimetro y un espesor de miles de metros. Facolitos: intrusiones confinadas a las charnelas de los anticlinales y sinclinales. Discordantes: las superficies que los limitan no son paralelas a los planos estructurales de las rocas en las que se encajan. Batolito: son cuerpos plutnicos discordantes que ocupan un rea de ms de 100 Km2. Esta asociado a rocas orognicas y constituyen las races de dichas montaas. Stock: Batolitos con una rea menos a 100 Km2, tienen formas que se aproximan a la cilndrica. Diques: cuerpos tabulares de rocas gneas de longitud considerable pero de escasa potencia. Pueden ser: Radiales: cuando parten de un centro comn. Paralelos: poseen la misma direccin. cnicos: se inclinan hacia el centro. Anulares: forma cilndrica.

Mecanismos de inyeccin o intrusin. Forzada: consiste en el empuje que ejerce el magma hacia arriba y hacia los laterales desplazando intrusin a la roca de caja. Stopping: asimilacin magmtica de la roca encajante por parte del magma que asciende hacia la superficie. Hundimiento de la roca preexistente: desarrollo de fracturas anulares en el techo de la cmara magmtica que da lugar a su posterior hundimiento. Reemplazamiento metasomtico: transformacin de una roca preexistente en granito (granitizacin). Clasificacin de plutones por el tiempo de emplazamiento.Los plutones se originan dentro de los orogenos o cadenas montaosas, esta etapa orognica se caracteriza por su gran actividad tectnica. Pueden ser: Atectonicos: aquellos que no guardan ninguna relacin con la capa orognica. Pretectonicos: se producen inmediatamente antes de la orognesis. Sintectonicos: se desarrollan junto a alguna de las fases de plegamiento de la orogenia. Postectonicos: emplazados con posterioridad a la orogenia.Tema 17. Ambiente volcnico.Clasificacin de las rocas volcnicas.Por su contenido en Na y K. Alcalina: mas del 2% de Na y Ka. Subalcalina: menos del 2% o mas si la concentracin en Si es muy grande.Por su % en Si. Ultrabasicas: < 45%. Basicas: 45-52%. Intermedias: 52-62%. cidas: >66%.Segn el color de la roca. Ultramafica: >90. Color oscuro. Mafica: 70-90. Intermedia: 40-70. Felsica: < 40. Color claro.

El magma se forma por fusin parcial de los cristales.Tipos de estructuras volcnicas. Volcanes fisurales: se producen a lo largo de fracturas, los mas significativos son las dorsales ocenicas. Tienen lavas muy fluidas, sin cmara magmtica, lo que produce que las rocas estn poco diferenciadas. Volcanes en escudo: forma de escudo (redondeada), con una pequea camara magmtica, lava fluida y edificios muy extensos. Estrato-volcn: elevacin formada por distintas capas que generan un cono, con cmara magmtica bien diferenciada. Alternancia de lavas y piroclastos. Ej Teide. Chimenea: conducto fundamental por el que salen los materiales volcnicos. Puede ser: Efecto botella de Champagne: gases disueltos en el magma van subiendo hasta salir, provocando un aumento de la presin en la zona superior. Diatrema: chimenea colapsada, rellena con materiales de la roca de caja. Calderas: grandes depresiones mas o menos circulares que pueden tener un dimetro kilomtrico. Pueden ser de 4 tipos: Explosin: se originan cuando el magma empieza a salir y se ve obstruido, si el magma tiene un alto contenido en gases tiene lugar una explosin. Tambin se pueden producir por interaccin con agua del mar o de un acufero. Ej: Sta. Elena (1980). Colapso: se producen cuando hay una salida de magma muy importante que deja la cmara magmtica y esta se colapsa. Ej: Krakatoa (1883). erosin: se forman por erosin diferencial de los materiales suprayacentes. Gravitacionales: cuando un volcn tiene una pendiente o tamao excesivos tienen lugar importantes deslizamientos en las laderas, que provocan la formacin de una caldera. En la parte delantera del volcn aparecen unas colinas llamadas estructuras Hummock.Tipos de erupciones volcnicas. Monogenias: un volcn presenta un solo tipo de erupcin y un solo tipo de roca. Poligenias: se producen distintos tipos de erupciones (lo mas normal), porque el magma se diferencia, dando lugar a varios tipos de roca.Se clasifican en funcion de la viscosidad del magma, sus gases...: Hawainao: lavas muy fluidas, sin explosiones, con un contenido en gases mnimo. Son erupciones continuas que pueden llegar a formar lagos de lava. Alta temperatura. Estromboliano: posee cierto contenido en gases, puede llegar a expulsar piroclastos y da lugar a estrato volcanes. Vulcaniano: posee un mayor contenido en gases, lo que genera columnas de vapor y piroclastos, la lava es menos fluida con gran cantidad de cenizas. Peleano o Pliniano: se caracteriza por su lava muy viscosa, la erupcin comienza con fumarolas y cenizas y sigue con explosiones y hasta nubes ardientes (partculas de lava a mas o menos 1100C rodeadas de vapor de agua, lo que produce que estas partculas estn en suspensin, pueden alcanzar velocidades de 150 m/s. Son muy destructivas y los sedimentos se llaman ignimbritas). Da lugar a estructuras en pitn.Erupciones hidromagmaticas.Se dan por la interaccin del agua y el magma. Pueden ser: Subacuatica: hay mas contacto con el agua. Ineatomagmatica: interaccin con un acufero subterrneo. Submarina: interacta con las dorsales ocenicas.Materiales de los volcanes. Lavas: pueden ser de dos tipos: Submarinas o pillow lavas: se dan por debajo de los 200 m. Se caracterizan por su forma almohadillada, puesto que se enfra rpidamente en el exterior. Areas: Pueden ser de tres tipos: Pahoehoe (lavas cordadas): se forma como consecuencia del enfriamiento preferente de la parte superior, dando lugar a se forma de cordn. AA o de mal pas: se forma una costra superficial y la lava infrayacente continua avanzando a gran velocidad fragmentando en bloques la costra superficial. Superficie continua: el enfriamiento es progresivo por lo que la lava ni se cuartea ni forma bloques.Estructuras menores de lava. Hornitos: se forman por salidas de gases desde una colada, dando lugar a una morfologa con una cavidad. Lahars: son coladas de barro, normalmente estn formadas por piroclastos. Pueden ser: Fras: el barro se forma con el agua del deshielo o de lluvias torrenciales. Calientes: el barro se forma con el agua de las nubes ardientes. Tneles basalticos: son tneles con el techo hundido que se forman en el interior de la colada por solidificacin de la lava de la parte superior. Piroclastos: materiales que arroja el volcn al exterior, segn su tamao pueden ser: Bombas: >64 mm. Lapilli: 64-2 mm. Cenizas: